Ugrás a tartalomhoz

Éghajlatváltozás, hatások, válaszadás

Mika János

Kempelen Farkas Hallgatói Információs Központ

3. Éghajlati modellek, és alkalmazásuk a változás okainak tisztázásában

3. Éghajlati modellek, és alkalmazásuk a változás okainak tisztázásában

3.1 Alapfogalmak

Környezetünk állapota szempontjából az éghajlat egyszerre erőforrás és kockázat. Az éghajlat erőforrás, mert a nap- és esetleg a szélenergia, illetve a hőmérsékletnek az év jelentős részében kellemes, fűtést vagy hűtést nem igénylő volta olcsóbbá tesz számos gazdálkodási mozzanatot, ami a környezet szempontjából is kedvező. Ugyanakkor az éghajlat kockázatokat is hordoz, amelyek a mi földrajzi szélességünkön főleg az éghajlati elemek és jelenségek időbeli változékonyságával függnek össze. Gondoljunk a forgószelekre, villámcsapásokra, vagy a hirtelen nagy csapadék okozta árvizekre, de ugyanígy az évtizedes összehasonlításban kimutatható, lassúbb változásokra, vagy a jégkorszakok ciklikus megjelenésére.

Az éghajlat fontos sajátossága, hogy fő jellemzőit csak részben alakítják a helyi, vagy regionális fizikai-földrajzi feltételek. Ennél általában nagyobb szerepet játszik a légkörzés teljes földi, de legalábbis északi félgömbi rendszere. Márpedig e két utóbbi éghajlat-alakító tényező szövevényes, nem-lineáris differenciál-egyenletek rendszerével leírható rendjét az utóbbi évtizedekben egyre erősebben veszélyezteti az ún. globális felmelegedés.

Ez még akkor is így van, ha az elmúlt évek tragikus árvizei, aszályai, sőt egyedi forgószelei nyomán világszerte gyakran elhangzik az a ma még nem kielégítően bizonyított állítás, hogy ezek az időjárási anomáliák, szélsőségek már a klímaváltozás következményei (előjelei) volnának. A klímaváltozás alakulásáról paradox módon annál bizonytalanabb a tudásunk, minél rövidebb élettartamú és minél kisebb térbeli kiterjedésű időjárási jelenségről van szó. Ebben az értelemben időjárásnak tekintjük a légkör fizikai állapotjelzői, ill. szubsztancia-áramai (pl. napsugárzás, csapadék-intenzitás) pillanatnyi értékeinek egymás utáni sorozatát néhány óra, pár nap távlatban. Az éghajlat ezzel szemben az állapotok statisztikai összessége anélkül, hogy az egymásra következésre különösebben kíváncsiak lennénk. (Ezt is csak statisztikai jellemezőikkel, pl. auto- és kereszt-korrelációkkal vesszük figyelembe.)

Az időjárás előrejelzéséhez a légkör három alapvető fizikai mennyisége, a (komponensenkénti) tömeg, az impulzusmomentum és a termodinamikai energia megmaradásának törvénye nyújt tudományos alapot. Az e törvényeket megfogalmazó parciális differenciál-egyenlet rendszer a forgó Földön, az egyenlőtlen kontinens-eloszlás és besugárzási viszonyok mellett, nem rendelkezik értelmezhető analitikus megoldással. Ennek ellenére az időjárás előrejelzése – a legkisebb és legrövidebb élettartamú, legveszélyesebb képződmények kivételével – numerikus módszerekkel igen sikeresen fejlődik. Mindennapi operatív rendszerben ma már öt napon túl is pontosabban tudjuk megmondani az elkövetkező időjárást, mintha csak a sokévi átlagból indulnánk ki, vagy abból, hogy minden nap időjárása olyan, mint az előző napé. (Pedig ez a világ sok helyén és több évszakban nem is olyan rossz közelítés. Csak éppen akkor nagyon pontatlan, amikor az időjárás változik!)

Természetesen az éghajlatot is ugyanazok a fizikai törvények kormányozzák, mint az időjárást. Az éghajlat fejlődése azonban már biztosan nem számolható előre a légkört körbevevő további közegek, vagyis az óceánok, a szárazföldek, a krioszféra (szilárd halmazállapotú víz) fizikájának bekapcsolása nélkül. Sőt, ide kell értenünk a bioszféra azon folyamatait is, amelyek a fényvisszaverő képességét, a párolgást és a felszín-közeli határrétegben a dinamikai érdesség paramétereit befolyásolják. E folyamatok már kilépnek a szigorúan vett fizikai keretek közül, csakúgy, mint azok a kémiai reakciók, amik a légkör összetételének hosszú távú alakulását vezérlik.

Az éghajlati modellek az éghajlat jelenlegi állapotának, változékonyságának és esetleges változásainak számszerű vizsgálatát biztosító, nagyszámítógépes környezetben működő kutatási eszközök. Legfejlettebb típusát az általános cirkulációs modellek képviselik, amelyek az anyag, az energia és az impulzusmomentum megmaradását leíró egyenleteken alapulnak. Ezen egyenleteket a légkörre és az éghajlati rendszer minden más komponensére fel kell írni, és meg kell oldani. A modellek képesek a légkör és az óceán fizikai állapotjelzőiben érvényes övezetes elrendeződés minőségi reprodukálására; a globális átlaghőmérséklet külső tényezőkkel szembeni érzékenységének legfeljebb 50 százalékos bizonytalanságú meghatározására és a XX. századi globális éghajlatváltozások reprodukálására. Ugyanakkor, a megfigyelési és számítási korlátok által behatárolt fizikai tartalom miatt, ma még nem elég pontos az éghajlat regionális léptékű szimulációja, és kevésbé megbízhatóak a nagyfokú változásokkal, például az óceáni szállítószalag esetleges gyengülésével kapcsolatos modell-válaszok.

A légkör, a szárazföldek, az óceánok, a bioszféra és a szilárd víz (krioszféra) alkotta, ún. éghajlati rendszer egyike a valaha modellezett legbonyolultabb, nem lineáris rendszereknek. A figyelembe veendő méretskálák térben a felhőfizikai folyamatok milliméteres léptékétől az Egyenlítő hosszáig; időben a másodpercnyi élettartamú mikro-turbulenciától a sok száz éves óceáni vízkörzésig tartanak. (Abban az esetben, ha csak az ember befolyásolta jövőt kívánjuk szimulálni.)

Nem meglepő, hogy mindezt egyetlen klímamodell nem is képes teljesíteni. A számítógépes kapacitás véges jellege mellett, a szélső méretskáláknál számolni kell a megfigyelő rendszer korlátaiból fakadó adathiánnyal is. Azt is el kell fogadnunk, hogy laboratóriumi modellezésre az éghajlati rendszer bonyolultsága miatt nincs lehetőség.

A szén-dioxid klímamódosító hatásával kapcsolatos publikációs hullám az 1970-es években indult el, amelynek első fázisát a számítógépen szimulált, a fizikai folyamatokat erősen leegyszerűsítő modellek számának közel exponenciális növekedése jellemezte. E modelleket az energia-egyensúlyi, a konvektív sugárzási és  akkor még csak elvétve  a (légköri) általános cirkulációs modellek típusainak valamelyikébe lehetett sorolni.

Ez a szakasz kb. az 1980-as évek közepéig tartott. Ezután fokozatosan az általános cirkulációs modellek vették át a főszerepet, annak ellenére, hogy a mélyóceánt csak a '90-es évek elejére sikerült olyan számítási gyorsasággal a meglévő légköri modellekhez kapcsolni, hogy azokban az üvegház- (később aeroszol-) hatás fokozatos erősödése is szimulálható legyen.

Az éghajlati rendszer valamennyi összetevőjének (légkör, óceánok, szárazföldek, krioszféra, bioszféra) fizikai leírása három alapvető fizikai mennyiség, a tömeg, az impulzusmomentum és a (termodinamikai) energia megmaradási törvényei segítségével lehetséges. Az egyenleteket ki kell egészíteni a termodinamikai állapotjelzők közötti diagnosztikai kapcsolattal. Ez a légkör számunkra érdekes magassági szintjein az ideális gáz állapotegyenlete, míg óceánok esetében a sűrűségnek a sótartalomtól és a hőmérséklettől függő, empirikus kifejezése. Ugyancsak szükséges az egyenletrendszer megoldásához a belső energia kifejezése a termodinamikai állapotjelzők és az anyagi összetétel függvényében. Az e törvényeket megfogalmazó, parciális differenciál-egyenlet rendszer a forgó Földön, az egyenlőtlen kontinens-eloszlás és besugárzási viszonyok mellett, nem rendelkezik analitikus megoldással.

Természetesen, az általános cirkulációs modellek nem azonnal voltak képesek az összes fenti folyamat szimulálására, hanem ez a fejlődés három évtized alatt fokozatosan következett be.

A légköri alrendszer modellezése lényegében az időjárás-előrejelzésben operatívan használt eszközök adaptálását jelenti, kisebb kiegészítésekkel. A fenti megmaradási törvények euleri alakja az ideális gáz állapotegyenletével együtt zárt rendszert alkot, amit a megfelelő kezdeti és határfeltételekkel kiegészítve integrálnak, szem előtt tartva a Courant-Friedrichs-Lewy féle stabilitási kritériumot. Ez utóbbi megadja, hogy adott térbeli felbontás mellett milyen sűrű időlépcsőt kell alkalmaznunk ahhoz, hogy a térbeli differenciál-hányadosok véges különbséges közelítése ne vezessen a megoldás felborulásához. Az időjárási modellekhez képest elsősorban a sugárzás-átviteli és felhőképződési folyamatok pontosabb megoldása igényel fejlesztést, amihez persze kezelni kell a légkör kémiai összetételét is. Mivel az éghajlatváltozások időskáláján az óceánt és más közegeket is szimulálni kell, s a számításokat több évtizedig kell előre futtatni, a mai kapcsolt éghajlati modellek felbontása az évtizedekkel korábbi időjárási modellekre emlékeztető, néhány száz kilométer. A kisebb léptékek parametrizált, vagyis a változók tényleges fizikai leírása helyett egyszerűsített, többnyire csak empirikus kapcsolatokkal közelített folyamatok egy része lényeges éghajlati visszacsatolásokat is képvisel.

Az óceánok modellezését elsősorban az nehezíti, hogy az óceán egyensúlyi geosztrófikus örvényei két nagyságrenddel kisebbek, mint légköri megfelelőik, a nyomási gradiens erő és a földforgás eltérítő ereje egyensúlya mellett napokig fennmaradó, több ezer kilométeres mérsékeltövi ciklonok és anticiklonok (Czelnai, 1999). Emiatt a klímaváltozást szimuláló óceáni modellek ezeket az örvényeket általában még nem tudják megfelelő pontossággal leírni.. További nehézség a modellezésben, hogy a modellek verifikálásához az óceán mélyéről térben és időben sokkal ritkább megfigyelések állnak rendelkezésre, mint a légkörből. Emellett, a légkört határoló szárazföldi, illetve óceáni felszínnel összevetve, az óceán-fenék topográfiája is, mint alsó határfeltétel lényegesen komplikáltabb.

Az óceáni modellek előnye igazán akkor jelentkezik, ha össze lehet kapcsolni egy légköri cirkulációs modellel. A kapcsolat a valóságban kétirányú, ennek modellbeli realizálását nehezíti, hogy az óceáni folyamatok sokkal lassúbbak. Az összekapcsoláskor a két közeg egyensúlya csak több száz év alatt áll be.

A valóságban az együttes óceán-légkör rendszerben is megfigyelhető a külső tényezők hatásától független, véletlenszerű, ingadozás. Az emiatt fellépő bizonytalanság elvben csökkenthető, ha egymástól eltérő kezdeti állapotokból a kísérletet többször is elvégezzük, úgy ahogy ez az időjárás-előrejelzés ensemble szimulációk esetén is történik. Egy-egy éghajlati modellfutás gépidő igénye azonban nagyságrendekkel nagyobb, mint az időjárási modellek esetében.

A légkör és az óceán összekapcsolásának másik problémája volt egészen 1999-ig az, hogy a modellekben a két rendszer határán a valóságostól eltérő hőmérsékletkülönbség, és irreális hőátadási viszonyok alakultak ki. Ennek kiküszöbölésére ún. "fluxus-korrekció"-t alkalmaztak, ami mesterséges kiigazítást jelentett a két közeg közötti hőcserében (IPCC, 2001). E kényszer-megoldás kiküszöbölése után, a klímamodellekben immár korrekt fizikai alapokon megvalósult a két legfontosabb alrendszer, a légkör és az óceán egyesítése.

A szilárd halmazállapoú víznek az éghajlati rendszerben három fő megjelenési formája a hótakaró, a tengeri és a szárazföldi jég. E felsorolás egyben a változások karakterisztikus időinek növekvő sorrendjét is jelenti, ami arányos a közegek tömegével, hőkapacitásával. Mivel a hó a legvékonyabb, és csak a Föld területének egy részén, az év bizonyos hányadában van jelen, a szilárd víznek ezt a megjelenési formáját a szárazföldi folyamatokkal együtt szokták kezelni.

A tengeri jeget már külön szimuláljuk, mert igen fontos szerepe van a fényvisszaverődés szabályozásában és abban, hogy az óceán-légkör közötti hőcsere szabadon létrejöhet-e, illetve a tengeri jég szigetelő hatása miatt meghiúsul. A tengeri jég változásai főként termodinamikai jellegűek, de sűrűségét és állagát belső anyagszerkezeti (reológiai) változások is módosíthatják. A modellekben elsősorban az olvadási és fagyási folyamatokat tudjuk pontosabban leírni.

A szárazföldi jégtakaró kiterjedése sokkal lassabban változik, ezért e közeg termodinamikai folyamatait nem szokták külön kezelni. Szerepe az általános cirkulációs modellekben a fényvisszaverő képesség és a felszíni érdesség, mint légköri határfeltételek pontos megjelenítésére korlátozódik.

A szárazföldi felszínek jelentősége a szárazföld-légkör fizikai és kémiai kölcsönhatásain keresztül jelenik meg. Ennek érdekében az energia-egyenletet, valamint a vízre vonatkozó kontinuitási egyenletet (talajnedvesség-változást) a talaj felső néhány méteres rétegére folyamatosan meg kell oldani. Mindkét folyamat leírásához szükséges, hogy a légköri modellben jól kimunkált határréteg-parametrizációk legyenek.

Megoldandó még a bioszféra, mint a felszínek fizikai jellemzőit befolyásoló összetevő modellezése is, amelynek fontos szerepe van az üvegház hatású gázok elnyelésében és kibocsátásában is. Mivel a bioszféra fejlődését nem tudjuk az élettelen természet megmaradási tételeivel leírni, a szerkezeti egyenleteket pedig nem ismerjük, e komponens modellezése legfeljebb empirikusan lehetséges.

A fenti folyamatok együttes figyelembe vételére csak nagyobb kutatóközösségek képesek, hiszen a modellek megírása, tesztelése, kalibrálása egy team-nek is sok éves munka. A kész modellek alkalmazásához és a szimulációk helyes beállításához is szerteágazó ismeretekre van szükség.

3.2 Az IPCC Jelentés (2007) globális modelljei

A következő négy pontban részletesen bemutatjuk, hogy milyen átlagértékeket milyen szórásértékek mellett produkáltak az IPCC kapcsolt óceán-légkör általános cirkulációs modelljei a 2080-2099 évek átlagában az 1980-1999 évek modellbeli kiinduló értékéhez képest. Az átlagos térképek mindig az összes rendelkezésre állt modell átlagát jelentik, melyek az adott formában az IPCC WG-I (2007) 10. fejezetében jelentek meg.

A 3.1. táblázatban bemutatjuk a felhasznált modelleket. Megadjuk a további ábrákon használt rövidítéseket, a modell származási helyét és a részletes publikáció forrását, a légköri és az óceáni almodellek horizontális és vertikális felbontását. A táblázatban egyes modellek csak kevéssel térnek el egymástól (az erősebb modell áll hátrább az alábbi felsorolásban)

GISS-AOM - GISS-ER - GISS-EH: Csupán páronként egyértelmű rendezés a felbontásban.

UKMO-HadCM3 - UKMO-HadGEM1: Mintegy kétszeres felbontás, teljesebb kölcsönhatás

MIROC3.2(medres) - MIROC3.2 (hires): Mintegy két és félszeres felbontás-többlet

GFDL-CM2.0 - GFDL-CM2.1: Azonos felbontás, a semi-Lagrange-i transzport újdonság

CGCM3.1(T47) - CGCM3.1(T63): Mind az óceáni, mind a légköri modellek felbontása eltérő

3.1. táblázat A 4 pontban bemutatott előrejelzéseket megalapozó, kapcsolt óceán-légkör modellek (az IPCC 2007 WG-I, Ch. 8., 597-599 o, www.ipcc.c h alapján) Az információk sorrendje: a modellt jegyző intézmény és ország, a modell-légkör felső határa, a vertikális szintek száma (top), a légköri modell horizontális felbontása (A) ill az óceáni modellé (O).

21 modell az IPCC (2007) előrejelzéseiben

GISS-AOM, 2004: NASA Goddard Institute for Space Studies, USA, top = 10 hPa, L12

A: 3° x 4° O: 3° x 4° L16

GISS-EH, 2004: NASA Goddard Institute for Space Studies, USA, top = 0.1 hPa, L20

A: 4° x 5° O: 2° x 2° L16

GISS-ER, 2004: NASA Goddard Institute for Space Studies, USA, top = 0.1 hPa L20

A: 4° x 5° O: 4° x 5° L13

GFDL-CM2.0, 2005: NOAA/Geophysical Fluid Dyn. Lab., USA top = 3 hPa L24,

A: 2.0° x 2.5° O: 0.3°–1.0° x 1.0°

GFDL-CM2.1, 2005 NOAA/Geophysical Fluid Dyn. Lab., USA, =GFDL-CM2.0 with semi-Lagrangian atmospheric transport

CGCM3.1(T47), 2005: Canad. Centre for Clim. Mod. Anal., Canada, top =1 hPa, L31

A: T47 (~2.8° x 2.8°) O: 1.9° x 1.9° L29

CGCM3.1(T63), 2005: Canad. Centre for Clim. Mod. Anal., Canada, top =1 hPa, L31

A: T63 (~1.9° x 1.9°), O: 0.9° x 1.4° L29

MIROC3.2(hires), 2004: U.Tokyo; Nat. Ins. Env. Stud.; JAMSTEC,Japan top=40 km,L56

A: T106 (~1.1° x 1.1°) O: 0.2° x 0.3° L47

MIROC3.2(medres),2004: U.Tokyo; Nat. Ins. Env. Stud.; JAMSTEC,Japan top = 30 km L20

A: T42 (~2.8°x2.8°) O: 0.5°–1.4°x1.4° L43

UKMO-HadCM3, 1997: Hadley Centre / Meteorol. Office, UK top =5 hPa, L19

A: 2.5° x 3.75° O: 1.25° x 1.25° L20

UKMO-HadGEM1, 2004: Hadley Centre/ Meteorol. Office, UK top = 39.2 km, L38

A: ~1.3° x 1.9° O: 0.3°–1.0° x 1.0° L40

CCSM3, 2005: National Center for Atmosph. Res., USA, top = 2.2 hPa, L26

A: T85 (1.4°x1.4°), O: 0.3°–1°x1°, L40

CNRM-CM3, 2004: Météo-France/Centre Nat. Rech. Mét.. France, top=0.05 hPa L45, A: T63 (~1.9° x 1.9°) O: 0.5°–2° x 2° L31

CSIRO-MK3.0, 2001: Comm. Sci. Industr. Res. Org., Australia, top = 4.5 hPa, L18

A: T63 (~1.9° x 1.9°) O: 0.8° x 1.9° L31

ECHAM5/MPI-OM, 2005: Max Planck Inst. f. Meteor., Germany, top=10 hPa, L31 A: T63 (~1.9° x 1.9°), O: 1.5° x 1.5° L40

ECHO-G, 1999 Meteor. Inst. Univ. Bonn, FRG, Met. Res. Inst. Korea, top=10 hPa L19

A: T30 (~3.9°x3.9°) O: 0.5°–2.8°x2.8° L20

FGOALS-g1.0, 2004: Nat. Key Lab. /Inst. Atmos. Phys., China, top = 2.2 hPa, L26

A: T42 (~2.8° x 2.8°) O: 1.0° x 1.0° L16

INM-CM3.0, 2004: Institute for Numerical Mathematics, Russia top = 10 hPa, L21

A: 4° x 5° O: 2° x 2.5° L33

IPSL-CM4, 2005: Institut Pierre Simon Laplace, France top = 4 hPa, L19

A: 2.5° x 3.75° O: 2° x 2° L31

MRI-CGCM2, 2003: Meteorological Res. Institute, Japan top = 0.4 hPa L30

A: T42 (~2.8°x2.8°) O: 0.5°–2.0°x2.5° L23

PCM, 1998: National Center for Atmosph. Research, USA top = 2.2 hPa L26

A: T42 (~2.8°x2.8°) O:0.5°–0.7°x1.1° L40

3.3 Az éghajlati modellek tesztelése

A modell és a valóság közötti megfelelés sohasem teljes. Az éghajlati modellekben lefektetett elméleti megfontolások és parametrizációk jóságát emiatt több szempontból is ellenőrizni szokták. A tesztelés első lépése a jelen klíma reprodukálása. Az általános cirkulációs modellek az éghajlatot sok tízezer változó segítségével írják le, vagyis e modellekben nincs mód a jelen klíma próbálkozásos beállítására. Ha egy ilyen modell kielégítően reprodukálja az éghajlatot, az elsősorban a benne foglalt fizikai tartalom realitásának köszönhető.

A kapcsolt óceán-légkör modellek képesek a jelenkori klíma fő jellemzőinek visszaadására, mind az övezetek közötti, zonális különbségek, mind az elemek vertikális profiljának tekintetében. A 12. sz. ábrán ezt négy változó segítségével illusztráljuk.

a.) b.)

c.) d.)

3.1 ábra Az IPCC eggyel korábbi, Harmadik Jelentésében (2001) szereplő kapcsolt általános cirkulációs modellek már elég jól visszaadták a légnyomás (a), a hőmérséklet (b) és a csapadék (c) övezetes átlagainak jelenkori eloszlását, továbbá a hőmérséklet magasság szerinti rétegződését (d).

Jó volna, ha mód nyílna annak vizsgálatára is, hogy helyesen reprodukálják-e a modellek az éghajlat olyan évezredes léptékű, esetleg ugrásszerű változásait, mint pl. a felső-Dryas kor. A kapcsolt óceán-légkör modellek ilyen hosszú integrálására eddig nem volt lehetőség, illetve csak akkor volna értelme, ha a külső tényezők alakulását a teljes időszakban jól ismernénk. Ún. közepes komplexitású modellekben azonban már történtek ilyen kísérletek. E kérdésnek az óceáni szállítószalag sebezhetősége miatt is fontos szerep jutna (lásd a 10. fejezetben).

3.4 A modellek által feltételezett kibocsátási forgatókönyvek

Végül, e pontban mutatjuk be azokat az IPCC által is átvett ún. SRES szcenáriókat (forgatókönyveket), amelyek alaptípusai és általános jellemzői az alábbiak (3.2 táblázat):

3.2 táblázat: A globális emisszió négy forgatókönyv családja fontosabb jellemzői

A1

B1

  1. nagyon gyors gazdasági növekedés

  2. népesség növekedése a XXI. sz. közepéig, utána csökkenés

  3. új és hatékony technológiák gyors megjelenése

  4. az egyes régiók közötti kiegyenlítődés

  5. fokozott kulturális és társadalmi hatások

  6. a regionális jövedelem különbségek csökkenése

  1. kiegyenlítődő világ felé fejlődés az A1-hez hasonló népességváltozások

  2. a gazdasági szerkezet gyors eltolódása a szolgáltatási és információs ágazatok felé

  3. környezetbarát és energia hatékony technológiák bevezetése

  4. a gazdasági, társadalmi és környezeti problémákra globális megoldások kidolgozása

A2

B2

  1. heterogén világkép

  2. helyi önkormányzatok, önszerveződések hangsúlyosabb működése

  3. folyamatosan növekvő népesség

  4. regionális gazdasági fejlődések

  5. lassú és térben nem egyenletes technológiai változások

  1. a gazdasági, társadalmi és környezeti problémák lokális szinten kezelése

  2. folyamatosan növekvő globális népességváltozás

  3. közepes mértékű gazdasági fejlődés

  4. az A1, B1-hez képest lassabb és sokoldalúbb változások

Megjegyezzük, hogy a 2013-ra várható újabb (ötödik) IPCC Jelentés ezektől teljesen eltérő, új forgatókönyvek összeállítását tervezi. Ezt éppen Budapesten határozta el a Testület, amikor 2008 áprilisában itt tartotta soros munkaértekezletét.

A 3.2 ábrán ezzel szemben az ún. „kívánatos jövő” típusú prognózisok egy részét tekintjük át. E prognózisok az IPCC 2001. évi Harmadik Jelentésében és a Negyedik jelentésben (2007) is 450 és 1000 ppm közé tették azokat a célként megjelölhető stabilizációs szinteket, amelyek valamelyikén meg kellene valósítani a koncentrációk stabilizálását. Megjegyezzük, hogy ez esetben is ún. ekvivalens széndioxid koncentrációról van szó. Vagyis, olyan szén-dioxid koncentráció-értékről, amelynek hatása a sugárzási mérlegre azonos lenne az összes üvegház-gáz többlet miatt kialakuló sugárzási hatással.

3.2 ábra A szén-dioxid kibocsátás (a), a koncentrációk (b) és a közepes éghajlat-érzékenység mellett valószínű globális hőmérsékletváltozás (c) a kívánatos jövő típusú (WRE 1000 – WRE 450), aszerint, hogy mely ppm-értéken valósulhat meg a koncentráció állandósága (IPCC, 2001)

Néhány lehetséges jövő típusú (SRES) szcenárió is szerepel az ábrákon, az összehasonlítás érdekében. Közepes érzékenység esetén a földi klíma nagyon késői stabilizáció mellett sem haladja meg lényegesen a 2100-ra is lehetségesnek tartott 6 oC-os változást. (A katasztrófa-ugrások kifejtését lásd a 4. fejezetben. )